6. BUDOWA GEOLOGICZNA I RZEŹBA TERENU. GRZEGORZ HACZEWSKI 1, JÓZEF KUKULAK 2 1 Uniwersytet Pedagogiczny w Krakowie,

Transkrypt

1 TŁO PRZYRODNICZE 6. BUDOWA GEOLOGICZNA I RZEŹBA TERENU GRZEGORZ HACZEWSKI 1, JÓZEF KUKULAK 2 1 Uniwersytet Pedagogiczny w Krakowie, Instytut Geografii, Zakład Geologii 2 Uniwersytet Pedagogiczny w Krakowie, Instytut Geografii, Zakład Geografii Fizycznej Bojkowszczyzna Zachodnia w granicach Polski zajmuje górną część dorzecza Sanu, obejmując całe Bieszczady Wysokie oraz przyległy od północy fragment Bieszczadów Niskich. Obszar ten w całości należy do Karpat Wschodnich, a granicę pomiędzy Bieszczadami Wysokimi i Niskimi wyznacza się na północno- -wschodnich podnóżach grzbietów Otrytu, Korbani, Durnej Bani, Chryszczatej Działu (Klimaszewski i Starkel, 1972). Wysokości względne i bezwzględne dolin i grzbietów stopniowo wzrastają ku działom wodnym Sanu (zlewisko Bałtyku), Użu i Strwiąża (zlewisko M. Czarnego). W części północnej grzbiety nie przekraczają wysokości m n.p.m. (dna dolin ok m n.p.m.), natomiast na południu najwyższe partie sięgają m n.p.m. (dna dolin m n.p.m.). Tam też deniwelacje dochodzą do 650 m Budowa geologiczna Pod względem geologicznym obszar ten jest częścią Karpat zewnętrznych, zbudowanych z warstw fliszu karpackiego 69. Skały fliszowe Karpat zewnętrznych są 69 Flisz to tradycyjne określenie dla wyraźnie warstwowanych serii skalnych składających się z bardzo licznych i na przemian ułożonych warstw piaskowców, mułowców i łupków, z rzadkimi warstwami zlepieńców, margli, dolomitów, wapieni i tufitów.

2 182 Bojkowszczyzna Zachodnia wczoraj, dziś i jutro silnie sfałdowane, porozrywane i ponasuwane na siebie. Przeważające struktury tektoniczne na opisywanym obszarze to złuskowane fałdy wydłużone w kierunku północny zachód południowy wschód. W przekroju poprzecznym przez Karpaty zewnętrzne napotykamy kolejne jednostki tektoniczno-facjalne różniące się następstwem serii skalnych. Skały budujące podłoże należą głównie do jednostki śląskiej. Na południu (Pasmo Graniczne) występuje jednostka dukielska, a na północnym wschodzie (okolice Ustrzyk Dolnych) jednostka skolska (ryc. 6.1). Ta ostatnia oddzielona jest od śląskiej wąskim pasem zaliczanym do jednostki podśląskiej, która od okolic Sanoka stopniowo zanika ku południowemu wschodowi i na opisywanym obszarze jest już słabo wyodrębniona (Ślączka, 1980). Skały należące do jednostki dukielskiej w Paśmie Granicznym obejmują serie fliszowe należące do górnej kredy, paleocenu, eocenu i oligocenu. Najstarsze odsłonięte na powierzchni skały jednostki dukielskiej to warstwy łupkowskie, występujące wąskim pasem u podnóża stromych stoków ograniczających od południowego wschodu Obniżenie Śródbieszczadzkie. Odsłania się tu najmłodsza część tych warstw o miąższości do ok. 200 m (Ślączka, 1980; Haczewski i in., 2007). Są to cienko- i średnioławicowe piaskowce o wapnistym spoiwie oraz cienkoławicowe łupki margliste. Warstwy łupkowskie są łatwo rozcinane przez erozję. Stopniowo przechodzą one ku górze w warstwy ciśniańskie serię o przewadze piaskowców gruboławicowych, grubą do 1200 m. Lokalnie na stromych zboczach piaskowce ciśniańskie tworzą niewielkie skałki. Koryta potoków przecinających wychodnie piaskowców ciśniańskich są na długich odcinkach skaliste (z licznymi progami). Na warstwach ciśniańskich leży blisko 200-metrowa seria cienkoławicowych łupków, mułowców i piaskowców, wyróżniana jako warstwy z Majdanu (Ślączka, 1980). Są one mniej odporne na erozję od otaczających je serii i zaznaczają się w rzeźbie łagodniej nachylonymi stokami. Dna koryt strumieni płynących po warstwach z Majdanu są na ogół pokryte rumoszem. Kolejna seria skalna jednostki dukielskiej to warstwy hieroglifowe o miąższości do 900 m i bardzo urozmaiconym następstwie. Łupki z warstw hieroglifowych mają często zielonkawy odcień i są dość ubogie w węglan wapnia, zaś piaskowce występują w różnych odmianach; są wśród nich pakiety gruboławicowe, odporne na wietrzenie i erozję (Haczewski i in., 2007). Na spągach wielu warstw piaskowców można obserwować ślady prądów i działalności życiowej organizmów dennych, czyli hieroglify mechaniczne i organiczne, od których pochodzi nazwa tej serii skalnej. Piaskowce silnie scementowane krzemionkowym spoiwem zaznaczają się jako progi w potokach i skałki na stokach. Ich gruz wolno ulega obtoczeniu i jest rozpoznawalny w żwirach potoków nawet daleko poniżej wychodni. Osady młodsze od warstw hieroglifowych są podobne do równowiekowych osadów jednostki śląskiej, a na opisywanym terenie można je spotkać tylko w wąskim pasie koło Żubraczego. Występują tam ciemne łupki menilitowe z piaskowcami cergowskimi (Ślączka, 1971). Pofałdowanie skał jednostki dukielskiej wyraża się obecnością szerokich, dość regularnych fałdów, których północno-wschodnie skrzydła są często zredukowane w wyniku nasuwania się na sąsiednie struktury (Ślączka, 1980; Haczewski i in., 2007). Linia nasunięcia jednostki dukielskiej na śląską zaznacza się bardzo czytelnie w krajobrazie u podnóża stromych stoków ograniczających od południo-

3 Budowa geologiczna i rzeźba terenu 183 wego zachodu Obniżenie Śródbieszczadzkie. Grzbiety Pasma Granicznego zbudowane są natomiast z piaskowców warstw hieroglifowych i piaskowców ciśniańskich, a obszerna dolina Moczarnego wycięta jest w warstwach hieroglifowych. Ryc Uproszczony szkic geologiczny Jednostka śląska zajmuje większość opisywanego obszaru. Na powierzchni odsłaniają się tu niemal wyłącznie najmłodsze warstwy wieku oligoceńskiego, zaliczane tradycyjnie do tzw. serii menilitowo-krośnieńskiej. Utwory starsze ukazują się na powierzchni jedynie w Bystrem k. Baligrodu, u czoła lokalnego nasunięcia zwanego łuską Bystrego. Jest tu widoczny profil dolnej kredy i starszego paleogenu od wapieni i łupków cieszyńskich, przez łupki wierzowskie i godulskie, warstwy istebniańskie i hieroglifowe, piaskowce ciężkowickie i margle globigerynowe (Ślączka, 1959). Seria menilitowo-krośnieńska składa się ze starszych warstw menilitowych i młodszych krośnieńskich. Dla warstw menilitowych najbardziej charakterystyczne są ciemne, często czarne łupki bezwapniste, bogate w substancje organiczne. Niezwietrzałe łupki menilitowe przy rozbijaniu silnie pachną ropą naftową. Piaskowce są przeważnie słabo wapniste i rozpadają się na drobny, ostrokrawędzisty gruz. W dolnej części warstw menilitowych występują cienkie (do ok. 20 cm) poziomy i soczewki ciemnych rogowców. Ich fragmenty transporto-

4 184 Bojkowszczyzna Zachodnia wczoraj, dziś i jutro wane przez rzeki wolno ulegają obtaczaniu i ścieraniu. Przejście warstw menilitowych do krośnieńskich jest na tyle stopniowe, że wyróżnia się pomiędzy nimi serię tzw. warstw przejściowych (ryc. 6.2) z łupkami menilitowymi, piaskowcami typu krośnieńskiego i soczewkami dolomitów żelazistych (Ślączka, 1980). Ryc Oligoceńskie warstwy przejściowe z szarymi łupkami typu krośnieńskiego i czarnymi łupkami menilitowymi, gęsto zaburzone uskokami w strefie przeddukielskiej (Wetlina) (fot. G. Haczewski) Warstwy krośnieńskie są główną serią skalną kształtującą charakter abiotycznego środowiska Bojkowszczyzny Zachodniej. Różnice w następstwie stratygraficznym są podstawą wydzielenia w obrębie jednostki śląskiej w Bieszczadach dwóch stref: bieszczadzkiej i leskiej. Następstwo odmian facjalnych w leżącej na północy strefie leskiej jest typowe dla przeważającego obszaru jednostki śląskiej i charakteryzuje się trójdzielnym podziałem na: dolne warstwy krośnieńskie z przewagą gruboławicowych piaskowców, środkowe z ułożonymi na przemian piaskowcami i łupkami oraz górne o przewadze łupków z podrzędnymi, cienkimi na ogół, przeławiceniami piaskowców. Piaskowce krośnieńskie w strefie leskiej są podobne jak w innych obszarach Karpat bardzo silnie wapniste, źle wysortowane i o urozmaiconym składzie. Cieńsze ławice są wyraźnie laminowane, z częstą laminacją konwolutną. Konwolutne piaskowce przy wietrzeniu rozpadają się na powyginane fragmenty podobne do skorup (ryc. 6.3) ( piaskowce skorupowe ), zaś gruboławicowe są stosunkowo słabo zwięzłe i dość szybko wietrzeją. W najwyższej części profilu warstw krośnieńskich strefy leskiej występuje specyficzna, lokalna odmiana tzw. piaskowce z Ostrego. Są to skały drobnoi średnioziarniste, silnie scementowane ilasto krzemionkowym spoiwem, bardzo gruboławicowe, uformowane w warstwach i zwartych pakietach o grubości do kilkudziesięciu metrów. Są znacznie bardziej odporne na wietrzenie i erozję od skał

5 Budowa geologiczna i rzeźba terenu 185 otaczających, dzięki czemu zaznaczają się w rzeźbie jako wybitne grzbiety (pasma Ostrego, Stożka, Jawora, Żukowa). Odporność na wietrzenie i rozpuszczanie, dobre własności mechaniczne oraz rzeźba wytworzona przy ich udziale, złożyły się na warunki umożliwiające zbudowanie najwyższej w Polsce zapory betonowej w Solinie projektu nie do zrealizowania na innych obszarach zbudowanych z warstw krośnieńskich. Potwierdziły to badania geologiczne, przeprowadzone jeszcze przed wybuchem II wojny światowej, którymi na zaproszenie polskiego rządu kierował wybitny szwajcarski geolog Maurice Lugeon. Ryc Otoczaki krośnieńskich piaskowców skorupowych zebrane z powierzchni łachy żwirowej (fot. G. Haczewski) Strefa bieszczadzka odznacza się występowaniem w warstwach krośnieńskich innej lokalnej odmiany gruboławicowych piaskowców, nazywanych piaskowcami otryckimi (ryc. 6.4). Są one silnie scementowane wapnistym spoiwem. Tworzą warstwy o grubościach od kilku do nawet 30 metrów, są masywne lub mają słabą tendencję do rozpadu na grube fragmenty równoległe do warstwowania. Obszar tej strefy obejmuje pasmo połonin, dolinę Sanu i pasmo Otrytu. Granica pomiędzy bieszczadzką i leską częścią jednostki śląskiej przebiega u północnych podnóży pasma Otrytu (Ślączka, 1980). Dolna część warstw krośnieńskich w strefie bieszczadzkiej, zwana częścią podotrycką, odznacza się przewagą piaskowców średnioławicowych (zarówno typu zwykłego krośnieńskiego, jak i otryckiego), z warstwami łupków o różnej grubości. Część podotrycka ma do 2000 m grubości i stopniowo przechodzi w część otrycką, która składa się z typowych cienko- i średnioławicowych piaskowców krośnieńskich z łupkami wapnistymi, przedzielonych zwartymi pakietami gruboławicowych piaskowców otryckich (ryc. 6.4, 6.5) o grubościach od kilkunastu do kilkuset metrów, a we wschodnim skrzydle synkliny, w rejonie wsi Buko-

6 186 Bojkowszczyzna Zachodnia wczoraj, dziś i jutro wiec i Beniowa, nawet ok m. Cała otrycka część warstw krośnieńskich osiąga w paśmie połonin grubość 2000 m. Nad nią leży część nadotrycka z dużą ilością łupków i cienkoławicowych piaskowców typowo krośnieńskich bardzo wapnistych, z silnie zaznaczoną laminacją, często skorupowych (ryc. 6.5). Charakterystyczne są stalowoszare, masywne warstwy łupków marglistych o grubościach kilkudziesięciu centymetrów, bardzo śliskie na dnie strumieni, rozpadające się na elipsoidalne fragmenty i silnie lasujące na mokro (tzw. kacze mydło ; ryc. 6.6). Wychodnie piaskowców otryckich widoczne są na stokach jako wyraźne grzędy, często pokryte zwietrzeliną gruzową, z której lokalnie sterczą formy skałkowe (ryc. 6.7), zaś w korytach potoków zaznaczają się obecnością progów, kaskad i wodospadów (ryc. 6.8). Wklęsłości grzbietów założone są na wychodniach pakietów cienkoławicowych z łupkami, na których tworzą się grube pokrywy glin zwietrzelinowych. Ryc Piaskowce otryckie w korycie Solinki powyżej Polanek (fot. G. Haczewski) W nadotryckiej części warstw krośnieńskich, czyli w jądrach synklin części bieszczadzkiej, wycięte są subsekwentne doliny, np. górnego Sanu czy potoków od Zgniłego pod Menczyłem na wschodzie po Kniaźki na zachodzie (ryc. 6.9). W dolinie górnego Sanu w oddziale nadotryckim występują dwa pakiety piaskowców gruboławicowych o grubościach do ok. 30 m, zbudowane z piaskowców typowych krośnieńskich, takich jak w strefie leskiej. Zaznaczają się one w krajobrazie jako seria stromych pagórów w obrębie doliny Sanu: Szczołb, Kiczera Beniowska, K. Sokolicka, K. Dźwiniacka, K. Łokiecka, K. Dydiowska, K. Popowa, a w końcu Czeresznia i Czereszenka. W najwyższej części profilu występują też lokalnie przewodnie poziomy wapieni kokolitowych, tufity i osady podmorskich osuwisk z blokami skał egzotycznych o rozmiarach do 120 m, jak np. blok wapienia w miejscu nazywanym przez dawnych mieszkańców Sine Kamienie nad Sokolikami (Bąk i in., 2001; Haczewski i in., 2007; Krukar, 2009).

7 Budowa geologiczna i rzeźba terenu 187 Ryc Świeżo wydobyte i pokruszone bloki piaskowca otryckiego w różnym stopniu zwietrzałe (stalowo-szara barwa świeżego przełamu rudzieje w wyniku ekspozycji na warunki zewnętrzne) (fot. G. Haczewski) Ryc Szare łupki margliste rozsypujące się po wyschnięciu, bardzo śliskie i ścierające się na mokro ( kacze mydło ) (fot. G. Haczewski)

8 188 Bojkowszczyzna Zachodnia wczoraj, dziś i jutro Ryc Widok z wierzchołka Tarnicy ku wschodowi na grzbiet Halicza zbudowany z serii z piaskowcami otryckimi, których pakiety zaznaczają się jako wyraźne grzędy skałkowe na stokach (fot. G. Haczewski) A B Ryc Kaskady zbudowane z piaskowców otryckich: A potok Nasiczniański (Nasiczne), B potok Balotecz (Caryńskie) (fot. J. Wolski) Utwory jednostki śląskiej tworzą dość regularne, szerokie fałdy, częściowo złuskowane, o skrzydłach zbudowanych z serii z piaskowcami otryckimi i wąskich synklinach z nadotrycką częścią warstw krośnieńskich (Tokarski, 1975; Haczewski i in., 1998, 2001, 2007; Rubinkiewicz, 2007). W obrębie części bieszczadzkiej, bezpośrednie przedpole jednostki dukielskiej wyodrębnia się pod nazwą strefy przeddukielskiej. Piaskowce warstw krośnieńskich są tam zredukowane do najwyżej parunastometrowych pakietów, a brak sztywnych serii piaskowcowych umożliwił niezwykle intensywną deformację w wąskopromienne fałdy i cienkie łuski, spiętrzone pomiędzy wspomnianym

9 Budowa geologiczna i rzeźba terenu 189 wyżej nasunięciem jednostki dukielskiej od południa, a wstecznym nasunięciem głównej części jednostki śląskiej od północy (Ślączka, 1980; Haczewski i in., 2001). Spękane i podatne na wietrzenie skały strefy przeddukielskiej są mało odporne na erozję i strefa ta zaznacza się wyraźnie w krajobrazie jako Obniżenie Śródbieszczadzkie. Północno-wschodnia część opisywanego obszaru należy do jednostki skolskiej, gdzie na powierzchni też przeważają warstwy krośnieńskie o cechach podobnych jak w strefie leskiej, ale pozbawione grzbietotwórczych serii piaskowcowych. Na budowę tektoniczną tego terenu składają się wąskie, równoległe łuski, w których pod warstwami krośnieńskimi odsłaniają się wąskie wychodnie skał eoceńskich (głównie pstre łupki) i kredowo-paleoceńskich (tzw. warstwy ropianieckie, zwane też inoceramowymi flisz o sporej zawartości piaskowców i łupków wapnistych z domieszką margli) (Ślączka, 1980). Różnice w odporności na wietrzenie i erozję w jednostce skolskiej są słabiej zaznaczone niż w Bieszczadach Wysokich, ale mimo to wychodnie poszczególnych serii są miejscami czytelne w ukształtowaniu powierzchni. Ryc Subsekwentna dolina Caryńskiego wypreparowana w jądrze synkliny Nasicznego (fot. J. Wolski) 6.2. Surowce naturalne Opisany tu obszar Bojkowszczyzny Zachodniej jest dość ubogi w kopaliny użyteczne. Liczne wysięki ropy i wypływy gazu ziemnego stały się już w XIX w. powodem poszukiwań tych surowców i ich eksploatacji na niewielką skalę. W Bystrem k. Czarnej wydobywano też niewielkie ilości wosku ziemnego. Z bliskością węglowodorów związane są źródełka wody z siarkowodorem, dość liczne w strefie przeddukielskiej i przyległej do niej części strefy bieszczadzkiej jednostki śląskiej. Udokumentowane złoże gazu w Wetlinie nie jest eksploatowane. Ropę na niewiel-

10 190 Bojkowszczyzna Zachodnia wczoraj, dziś i jutro ką skalę wydobywa się w Zatwarnicy. W Bystrem k. Baligrodu nawiercono rzadkie wody mineralne z mineralizacją arsenową. Arsenki złota są w tym terenie obecne w śladowych ilościach w skałach łuski Bystrego. Surowce skalne, głównie piaskowce krośnieńskie, były wydobywane na niewielką skalę jako materiał na podmurówki, progi i do wyłożenia niewielkich powierzchni (np. chodników przed wejściami do domów czy wokół cerkwi, ryc. 6.10). Budowano z nich też piwniczki, murki, kapliczki i nagrobki. Niekiedy pokrywano je płaskorzeźbami, które jednak okazały się nietrwałe wskutek znacznej podatności wapnistych i porowatych piaskowców na wietrzenie. Piaskowce otryckie po II wojnie światowej wydobywano na kruszywo do budowy obwodnicy bieszczadzkiej i dróg leśnych. Dawne łomy tego surowca można obserwować w Nasicznem, w dolinie Sanu poniżej Sękowca, w dolinach Terebowca i Mucznego, nad Solinką w Dołżycy i w wielu innych miejscach. Piaskowce z Ostrego z dużego łomu w Bóbrce dostarczały materiału do budowy zapory w Solinie. Do dziś są one wydobywane w paśmie Ostrego nad Lutowiskami. W Rabem k. Baligrodu wydobywane są jeszcze gruboławicowe piaskowce istebniańskie i cienkoławicowy flisz warstw lgockich, zaś prawdziwą gratką dla kolekcjonerów minerałów są występujące tam kryształy kwarcu, zwane diamentami marmaroskimi. Lokalnie i na niewielką skalę pozyskuje się żwiry z koryt większych potoków. Warto tu zaznaczyć, że w ostatnich latach do lokalnego środowiska dostały się obce materiały skalne. Otoczaki granitów tatrzańskich w potokach pasma połonin pochodzą ze żwiru z Dunajca, używanego w latach 60. przy budowie przepustów betonowych pod drogami leśnymi. Porfiry z Zalasu dostały się do żwiru Ryc Spękania ciosowe w piaskowcu krośnieńskim, pozwalające pozyskiwać gotowe płyty kamienne (np. do układania chodników przy budynkach) (fot. G. Haczewski)

11 Budowa geologiczna i rzeźba terenu 191 potoku Nasiczniańskiego z parkingu w Berehach Górnych, a towarzyszące im granity strzegomskie z filarów tamtejszego mostu. Głazy narzutowe z granitów skandynawskich, użyte przy rekonstrukcji zabytkowego cmentarza w Dźwiniaczu, dotarły w Bieszczady dopiero w czasie budowy gospodarstwa hodowlanego w Tarnawie Niżnej w 2. połowie XX w. Znaczenie gospodarcze abiotycznych składników środowiska Bojkowszczyzny Zachodniej nie ogranicza się do ich wartości jako surowców kopalnych. Mają one wartość ekonomiczną jako walory turystyczne będące źródłem wielu wykorzystywanych już i potencjalnych atrakcji turystycznych, zwłaszcza geoturystycznych (Haczewski, 2011; także rozdział 43) Rzeźba terenu Osią prawie całego omawianego obszaru jest dolina górnego Sanu. W niej mają swoje wyloty doliny jego dopływów, m.in. Halicza, Mucznego, Wołosatego, Nasiczniańskiego, Solinki (razem z Wetlinką), Bereźnicy i Hoczewki, które rozczłonkowują dużo bardziej rozległą lewą część dorzecza Sanu. Cechą tych dolin jest ich lokalnie duża krętość oraz obecność odcinków przełomowych i rozszerzeń dna. W układzie grzbietów i obniżeń zaznacza się duża regularność kierunkowa, nawiązująca do przebiegu struktur geologicznych (NW SE). Procesy denudacyjne, działając selektywnie na podłoże skalne o nierównej odporności, wypreparowały bardziej piaskowcowe kompleksy fliszu w formy grzbietowe o przebiegu równoległym (rzeźba rusztowa). Równocześnie działająca erozja rzeczna, zgodna z generalnym kierunkiem odpływu wód na zewnątrz pasma, poprzecznie do przebiegu grzbietów, wytworzyła sieć dolin równoległych do grzbietów z odcinkami poprzecznymi (przełomowymi) tzw. układ kratowy dolin rzecznych. Do układu dolin dopasowała się sieć drogowa i osadnicza Bojków. Na planie strukturalnym grzbietów i dolin najbardziej znaczącym hydrograficznie jest Pasmo Graniczne, rozciągające się na południowo-wschodnim skraju Bojkowszczyzny Zachodniej, pomiędzy przełęczami Beskid i nad Roztokami. Przebiega nim wododział europejski zlewisk Bałtyku i Morza Czarnego oraz granica państwowa ze Słowacją (po Krzemieniec) i Ukrainą. Pasmo Graniczne, od strony Przełęczy Beskid po garb Wielkiej Rawki (1304 m n.p.m.), jest grzbietem pojedynczym, o falistym profilu podłużnym, podobnych wysokościach bezwzględnych (Wołkowe Berdo 1121 m, Kańczowa 1115 m, Chresty 1008 m, Wielka Semenowa 1091 m) i licznych rozszerzeniach wyrównanej wierzchowiny. Od Wielkiej Rawki grzbiet rozdziela się na dwa równoległe ramiona: bardziej wyrównany Dział (1084 m) z Małą Rawką (1254 m) oraz silniej falisty i długi grzbiet z przełęczami i kopulastymi wierzchołkami: Krzemieńca (1221 m), Hrubka (1186 m), Borsuka (991 m), Rabiej Skały (1199 m) oraz Okrąglika (1101 m) z odnogami na Małe Jasło (1102 m) i Hyrlatą (1103 m). W tym też kierunku pasmo to się rozszerza. Jego przedłużeniem ku północnemu zachodowi, za przełomem Solinki w Cisnej, są pasma Wielkiego Działu (Wołosania 1071 m Chryszczatej 997 m Działu 829 m n.p.m.). Stoki Pasma Granicznego są asymetryczne, gdyż podstawy erozyjne rzek po obu jego stronach znajdują się na różnych wysokościach. Skłon

12 192 Bojkowszczyzna Zachodnia wczoraj, dziś i jutro południowo-zachodni schodzi o m niżej niż skłon przeciwległy, co tworzy duży kontrast wysokości względnych: m od południowego zachodu i m od północnego wschodu. W profilu stoków północno-wschodnich szczególnie wyraźnym elementem jest ich górne, strome i wypukłe czoło, wycięte w odpornych piaskowcach jednostki dukielskiej, kontrastujące z dużo łagodniejszym podnóżem, uformowanym w łupkowo-piaskowcowych łuskach strefy przeddukielskiej (Haczewski i in., 2007). Pasmo Graniczne jest oddzielone od przyległego od północnego wschodu pasma połonin równoległym, głębokim Obniżeniem Śródbieszczadzkim. Ciągnie się ono od Przełęczy Beskid ku północnemu zachodowi i składa z szeregu drugorzędnych kotlinek (Wołosate Ustrzyki Górne, Berehy Górne, Wetlina Kalnica Krywe), rozdzielonych wysokimi (ok. 150 m ponad dna dolin) przełęczami (Wyżniańska 855 m, nad Berehami 872 m n.p.m.) lub izolowanymi wzniesieniami (Ryczywół 777 m, Jasienik 853 m n.p.m.). W przedłużeniu Obniżenia ku północnemu zachodowi, za przełomem Solinki pod Ryczywołem, są usytuowane kotlinki Cisnej, Habkowiec, Jabłonek, Kołonic, Rabego i Kalnicy, także rozdzielone poprzecznymi grzbietami. Kotlinki są węzłem źródłowych dopływów Wołosatego (Wołosatka, Rzeczyca), Nasiczniańskiego, Wetlinki i Hoczewki (Jabłonka, Rabiański) i z nich rzeki przełamują się ku północnemu wschodowi przez pasmo połonin (ryc. 6.11). Dna dolin tych rzek są w obrębie Obniżenia szerokie i sterasowane. Były one dawniej głównym miejscem zabudowy wiejskiej i terenem intensywnie użytkowanym rolniczo. Ryc Przełom potoku Nasiczniańskiego przez połoniny Wetlińską i Caryńską w Berehach Górnych (fot. J. Wolski) Najwyższe na Bojkowszczyźnie Zachodniej jest pasmo połonin, które składa się z kilku równoległych grzbietów i obniżeń opadających stopniowo ku dolinie Sanu w kierunku północno-wschodnim. Jest ono uformowane na wychodniach warstw krośnieńskich z piaskowcami otryckimi. To długie i szerokie pasmo,

13 Budowa geologiczna i rzeźba terenu 193 miejscami rozdwojone lub z bocznymi odnogami, jest podzielone na segmenty w wyniku poprzecznego rozcięcia rzekami. Jego najwyższy, południowo- -wschodni segment, ciągnie się od Przełęczy Użockiej (853 m n.p.m.) przez Opołonek (1028 m), Kińczyk Bukowski (1251 m) i grupę szczytów: Halicz (1333 m), Kopę Bukowską (1320 m), Krzemień (1335 m), Bukowe Berdo (1311 m), Tarnicę (1346 m), Szeroki Wierch (1307 m) po dolinę Wołosatego. Grzbietowi najwyższemu towarzyszą od północnego zachodu coraz niższe grzbiety, z których jeden zyskuje na wysokości ku południowemu wschodowi (Dwernik-Kamień 1004 m Magura Stuposiańska 1016 m Widełki 1016 m n.p.m.). Dalszymi ku północnemu zachodowi segmentami głównego pasma są Połoniny: Caryńska 1297 m (po dolinę potoku Nasiczniańskiego) i Wetlińska 1253 m Smerek 1222 m n.p.m. (po dolinę Wetlinki). W ich przedłużeniu od Smereka ku północnemu zachodowi ciągną się grzbiety Falowej 968 m n.p.m., Krzemiennej 933 m i Kiczery 927 m (po dolinę Solinki) oraz Łopiennika 1069 m, Durnej 979 m i Berda 890 m (po dolinę Hoczewki). W tym też kierunku pasmo traci stopniowo zwartość, gęstsza sieć głębokich dolin rozczłonkowuje go na liczne ramiona lub izolowane wzniesienia (m.in. Korbanię 894 m, Bukowinę 922 m, Połomę 776 m n.p.m.). Na grzbietach pasma połonin występują wierzchołki stożkowe, kopulaste, grzędy krawędziowe, progi strukturalne i skałki, których kształt jest uwarunkowany głównie położeniem budujących je warstw skalnych (ryc. 6.12). A B Ryc Piaskowcowe skałki ostańcowe na grzbietach: A Osadzki Wierch na Połoninie Wetlińskiej, B Bukowe Berdo (fot. P. Szechyński) Na stromych i głęboko rozciętych stokach pasma połonin, podobnie jak i w innych pasmach, występują lokalnie pokrywy rumowiskowe i osuwiskowe. Pierwsze z nich tworzą nad górną granicą lasu języki gruzowe (Krzemień, Szeroki Wierch, Połonina Bukowska) lub pasy (pola) rumowiskowe (Tarnica, Połonina Wetlińska i Caryńska ryc. 6.13). Zalegają one u podnóży ścian i grzęd skalnych w postaci pokryw luźnych, ale już zadarnionych bloków o miąższości 1-3 m (Pękala, 1969). Są obecne także w piętrze lasów, a ich rozwój wiąże się głównie

14 194 Bojkowszczyzna Zachodnia wczoraj, dziś i jutro z intensywnym wietrzeniem mrozowym w plejstocenie. W gliniastych zwietrzelinach stokowych występują lokalnie formy sufozyjne (Czeppe, 1960; Haczewski i in., 2007; Bernatek i Sobucki, 2012). Osuwiska są formami młodszymi, występują pojedynczo lub zespołowo, głównie na stokach Szerokiego Wierchu (ryc. 6.14), Bukowego Berda, Halicza i Tarnicy. Wiele z nich powstało w lejach źródłowych, inne deformują rzeźbę stoków w piętrze połonin. Najbardziej rozległe z osuwisk (ok. 1 km 2 ) zajmuje prawie całą długość (ok. 3 km) południowo-zachodniego stoku pasma Jeleniowate, jest głębokie (20-30 m), a jego łapa przegrodziła dolinę potoku Muczny, powodując powstanie tam we wczesnym holocenie zaporowego jeziora (Haczewski i Kukulak, 2004). Podobnego typu osuwisko przegrodziło w 1980 r. koryto Wetlinki pod Połomą (Dziuban, 1983; Margielewski, 1991), tworząc istniejące przez kilkanaście lat Jeziorko Szmaragdowe. Dużo jest małych osuwisk na ścianach dolin wciosowych, niektóre z nich niszczą obecnie infrastrukturę drogową (Tarnawa Niżna, Berehy Górne, Bereżki). Ruchy masowe ożywiają się szczególnie po obfitych ulewach, jak np. w zlewni Hoczewki (Gorczyca i Wrońska-Wałach, 2008). Jedyne czynne osuwisko w piętrze połonin powstało w lecie 2008 r. na południowy wschód od wierzchołka Halicza nad źródliskami Potoku Halicz (ryc. 6.15). Ryc Pola rumowiskowe na południowych stokach Połoniny Caryńskiej (fot. J. Wolski) Z przemieszczeniami grawitacyjnymi miąższych pakietów skalnych w paśmie połonin łączy się także obecność kilku jaskiń szczelinowych. Są to wąskie i proste korytarze o charakterze pionowych szczelin i biegu poprzecznym do kierunku grzbietów. Występują one w wierzchołkowych partiach skalnych grzęd lub szczytów i powstały przez rozwarcie spękań w gruboławicowych piaskowcach. Największe z poznanych dotąd jaskiń są w Nasicznem i na Kiczerze Dydiowskiej, udokumentowano je również na Tarnicy, Magurze Stuposiańskiej i Połoninie Wetlińskiej (Haczewski i in., 2007; Mleczek, 2009).

15 Budowa geologiczna i rzeźba terenu 195 Ryc Osuwisko na Szerokim Wierchu (fot. J. Kukulak) Ryc Czynne osuwisko na połoninie pod szczytem Halicza (fot. G. Haczewski, październik 2008 r.) Wzdłuż północno-wschodnich podnóży pasma połonin ciągnie się dolina Sanu. Jest wycięta głównie w cienkoławicowej serii oddziału nadotryckiego i podotryckiego warstw krośnieńskich. Jest to szerokie obniżenie, o przeważnie łagodnej rzeźbie dna i zboczy, ciągnące się od Przełęczy Użockiej po przełom Sanu przez pasmo Otryt Tołsta. Rzeka w obrębie doliny ma mały spadek (ok. 6-7 ) i lokalnie silnie meandruje. Najszerszym odcinkiem doliny (ponad 1 km) jest Kotlina Dźwiniacza (pomiędzy Sokolikami Górskimi a Łokciem). Na tym odcinku rzeźba doliny jest najbardziej łagodna (ryc. 6.16). Jej szerokie, sterasowane dno,

16 196 Bojkowszczyzna Zachodnia wczoraj, dziś i jutro słabo nachylone i długie zbocza oraz niemal pełne wylesienie sprawiają, że ten fragment Bieszczadów Wysokich można uznać za miejsce o najbardziej sprzyjających warunkach dla osadnictwa i gospodarki rolnej. W wyższej części doliny Sanu rozległością i łagodnością rzeźby wyróżnia się rejon dawnych wsi Bukowiec, Beniowa i Sianki. W niższym biegu, u podnóży pasma Otrytu (od południowego zachodu), dno doliny staje się nieco węższe, ale koryto rzeki jest nadal kręte i coraz bardziej rynnowe. W rozciągłości doliny Sanu występują także lokalne zwężenia dna, które przybierają formy zdecydowanie przełomowe. Tak jest w górnym biegu doliny: w rejonie Kiczera Sokolicka Buczek oraz w odcinku środkowym (poniżej ujścia potoku Muczny). To drugie zwężenie jest szczególną osobliwością morfologiczną Bieszczadów, bowiem San, obszernymi i rynnowymi zakolami, opływa wysokie meandrowe pagóry Kiczer: Dźwiniackiej, Łokieckiej i Dydiowskiej oraz Bałyki, Czereśni, Łysani i Czereszenki. Głęboko wcięta rzeka wykonuje nawroty w swoim biegu, nie mogąc wydobyć się z geologicznej pułapki, czyli wcięć w bardziej odpornych warstwach łagodnej synkliny Dźwiniacza. Duża stromość i wysokość poszczególnych pagórów to efekt ich założenia w grubych pakietach piaskowców typu leskiego warstw krośnieńskich. Ryc Dolina Sanu w Sokolikach Górskich w oddali widoczna bryła cerkwi po stronie ukraińskiej (fot. J. Wolski) Dolinę Sanu ogranicza od północnego wschodu wysokie pasmo Otrytu (938 m n.p.m.). Jest ono zbudowane z zespołów odpornych piaskowców otryckch poprzedzielanych wkładkami łupkowymi. Miejscami grzbiet jest podwójny (efekt większej denudacji łupków), a w całości asymetryczny. Jego skłon w stronę Sanu jest łagodniejszy (zgodny z nachyleniem warstw), natomiast ku północnemu wschodowi opada wysokim ( m) progiem denudacyjnym (na czołach warstw). Podobną rzeźbę mają grzbiety Korbani i Tołstej, będące geologicznym

17 Budowa geologiczna i rzeźba terenu 197 przedłużeniem Otrytu ku północnemu zachodowi. San, który rozcina poprzecznie te warstwy, uformował w nich wąski i głęboki przełom (Tworylne Rajskie). Poniżej przełomu przez Otryt dolina Sanu utrzymuje swoją krętość, aż do zapór w Solinie i Myczkowcach. Do solińskiego zbiornika zaporowego uchodzą również wody potoków: Daszówki, Łobożnicy, Czarnego, Wołkowyjki i Bereźnicy oraz, połączonych koło Polanek, Solinki z Wetlinką. Już poniżej zbiorników uchodzi do Sanu Hoczewka. Doliny tych rzek są odcinkami wąskie i kręte. W korytach rzecznych występują progi skalne, miejscami zespołowo (Sine Wiry na Wetlince w Zawoju, berda na Hoczewce poniżej Nowosiółek). Lokalnie na progach lub wychodniach piaskowców w potokach występują marmity (m.in. w korycie Wołosatego w Pszczelinach, Górnej Solinki w Moczarnem, Solinki blisko Buka) (Haczewski i in., 2007). Duże spadki potoków ułatwiały budowę gospodarskich jazów na potrzeby lokalnych zakładów wodnych. Równocześnie miejsca płycizn i rozszerzeń koryt były wykorzystywane jako brody lub odcinki dojazdowych dróg. Wzdłuż koryt wszystkich wymienionych cieków ciągną się terasy rzeczne, które zajmują płaskie części den dolinnych (terasy denne) lub tworzą spłaszczenia na zboczach (terasy zboczowe). Ten kilkustopniowy (schodowy) system teras jest zapisem naprzemiennego przebiegu wypełniania osadami i pogłębiania dolin w czwartorzędzie. Generalnie występuje w tym systemie sześć stopni teras, z których trzy denne są młodsze, a trzy zboczowe starsze (Dziewański i Starkel, 1962; Starkel, 1965; Haczewski i in., 1998, 2001). Pełny system teras zachował się jedynie w większych dolinach (San, Wetlinka, Solinka, Hoczewka), zwłaszcza w ich szerokich odcinkach subsekwentnych (ryc. 6.17). W górnym biegu doliny Sanu (Kotlina Dźwiniacza) mają one wysokości kolejno: m, m, 6-10 m, 4-5 m, 3-4 m, 1-3 m, ale z biegiem rzeki wysokości te wyraźnie wzrastają (w odcinkach przełomowych nawet dwukrotnie). Podobnie jest w dolinie Wetlinki i Solinki, gdzie kolejne terasy są znacznie wyższe niż nad Sanem (Kukulak, 2015). Najwyższy poziom den dolinnych z zachowanymi jeszcze żwirami notuje się nawet na wysokości względnej ok. 75 m przy ujściu Solinki do Sanu, 98 m nad Sanem w Chmielu i ok. 90 nad Wetlinką w Wetlinie (Starkel, 1965). Największą powierzchnię zajmują terasy najmłodsze (zwłaszcza terasa 4-5 m) (ryc. 6.18). Duża rozległość i płaskość oraz korzystne warunki hydrologiczne decydowały o największej koncentracji dawnej zabudowy wiejskiej w ich obrębie. Terasy im starsze i wyższe, tym bardziej fragmentaryczne, częściej rozcięte i nadbudowane glinami zboczowymi. Na terasach i w dolnych częściach zboczy rozwijała się najintensywniej uprawa warzyw oraz hodowla trzody chlewnej i drobiu. Na późnoplejstoceńskich i holoceńskich terasach Sanu i Wołosatego uformowały się lokalnie torfowiska wysokie (w Łokciu, Tarnawie Wyżnej, Dźwiniaczu Górnym czy w Wołosatem), z których prawie wszystkie znajdują się od 1999 r. w granicach Bieszczadzkiego Parku Narodowego jako obszary specjalnej ochrony (Marek i Pałczyński, 1962; Ralska-Jasiewiczowa, 1980; Kucharzyk i Szary, 2012; Łajczak, 2016) (ryc. 6.19). Dzisiejszy obraz rzeźby terenu składa się z elementów różnowiekowych. Obok tych wybitnie strukturalnych przetrwały w rzeźbie grzbietów także ślady ich dawnego zrównywania (Starkel, 1965; Pękala, 1969; Henkiel, 1980; Kukulak, 2004a). W neogenie i wczesnym plejstocenie rzeźbę kształtowało cykliczne pogłębianie

18 198 Bojkowszczyzna Zachodnia wczoraj, dziś i jutro Ryc Schemat budowy teras Sanu w odcinku bieszczadzkim Źródło: Kukulak (2004b, s. 22). Ryc Terasy rzeczne w dolinie Sanu (rejon Tarnawy Wyżnej) (fot. J. Kukulak)

19 Budowa geologiczna i rzeźba terenu 199 i zrównywanie powierzchni, głównie poprzez boczne cofanie stoków. Tym samym mogły zachować się do dziś na skałach odporniejszych i z dala od rzek fragmenty rzeźby starszej. W młodszej części plejstocenu rytm cyklicznego pogłębiania dolin został powiązany ze zmianami klimatu. Następowało denudacyjne spłaszczanie stoków lub wydobywanie na nich skał odpornych. W dolinach fazy zasypywania den były przedzielane fazami ich rozcinania (ryc. 6.20). Ryc Torfowisko Tarnawa w dolinie Sanu (fot. J. Wolski) Najstarszymi (neogeńskimi) fragmentami rzeźby są dziś wyrównane najwyższe grzbiety w dwóch poziomach (200 m i 100 m wysokości względnej w części północnej, 400 m i 250 m w części południowej Bieszczadów), określanych poziomami: śródgórskim (wyższym) i pogórskim (niższym). Spłaszczenia planacyjne przetrwały obszerniej w części Bieszczadów Niskich. Tam są liczne garby, szerokie i zaokrąglone, zwłaszcza w poziomie pogórskim (rejon Bereska Polańczyk, zlewnia Czarnej i Jasieńki) (ryc. 6.21). Ponad nimi wystają lokalnie grzbiety twardzielcowe, m.in. Grodzisko 560 m n.p.m., Koziniec 527 m i Berdo 577 m nad Jez. Myczkowskim oraz Kiczora 613 m, Czaków 588 m i Plisz 583 m koło Wołkowyi. Wyższy z poziomów planacyjnych (śródgórski) obejmuje w obrębie Bieszczadów Niskich wierzchowiny grzbietów: Jawora 741 m n.p.m., Stożka 683 m, Ostrego 773 m i Żukowa 768 m oraz Jaworników 909 m. W części Bieszczadów Wysokich wysokości tego poziomu wzrastają w górę dorzecza Sanu od m n.p.m. (Korbania, Otryt) do m n.p.m. w pobliżu wododziału europejskiego (rejon Tarnica Szeroki Wierch, Wielka Rawka Beskid Wołosacki). Zasięg tych spłaszczeń na niektórych grzbietach wyznaczają od strony dolin wyraźne progi denudacyjne (północno-wschodnie skłony Otrytu, Ostre, Korbania, Durna). Do poziomu śródgórskiego nawiązuje także przełęcz między Tarnicą a Krzemieniem, zwłaszcza jej południowy skłon wzdłuż Sarniego Potoku, zaś w Paśmie Granicznym wierzchowiny Działu po Małą Rawkę oraz kulminacje wzniesień od Semenowego

20 200 Bojkowszczyzna Zachodnia wczoraj, dziś i jutro po Beskid Wołosacki. Pomimo późniejszych modyfikacji tej powierzchni przez procesy denudacyjne i erozyjne, a także młodą tektonikę, tworzy ona nadal wyróżniający się element w rzeźbie Bieszczadów. A B Ryc Strukturalna i planacyjna rzeźba Obniżenia Śródbieszczadzkiego; czerwoną linią orientacyjnie zaznaczono granicę nasunięcia jednostki dukielskiej (Pasmo Graniczne Dział) na strefę przeddukielską Obniżenia (fot. J. Wolski) Szczytowe partie połonin i Pasma Granicznego (od Kińczyka Bukowskiego przez Rozsypaniec, Halicz, Kopę Bukowską, Krzemień, Bukowe Berdo, Tarnicę, Szeroki Wierch, Połoninę Caryńską i Wetlińską, Smerek oraz Wielką Rawkę), wznoszące się ponad poziom śródgórski, są dziś świadkami istnienia w przeszłości jeszcze wyższej powierzchni Bieszczadów. Mają one wybitnie strukturalny charakter. Przetrwały bowiem tylko na wychodniach grubych i odpornych pakietów piaskowcowych, a ich obecny kształt wiąże się ściśle z położeniem tych pakietów. Tam gdzie nachylenie warstw jest duże, to grzbiety są wąskie (np. Bukowe Berdo, Krzemień, Smerek) lub złożone z kilku ostrych grzęd skałkowych (np. Rozsypaniec, Połonina Wetlińska i Caryńska). Przy bardziej łagodnym nachyleniu warstw grzbiety są szersze (np. Szeroki Wierch, Wielka Rawka). Wychodniom litych skał, zwłaszcza wzdłuż czoła warstw, towarzyszą w partiach szczytowych

21 Budowa geologiczna i rzeźba terenu 201 rumowiska skalne tzw. rozsypańce (m.in. na Krzemieniu, Tarnicy, wokół szczytu Roha i Kopy Osadzkiej na Połoninie Wetlińskiej). Ryc Poziom planacyjny pogórski w rejonie Bereźnicy Wyżnej (fot. J. Wolski) Planacyjne i strukturalne cechy rzeźby są czytelne w całym regionie. Mimo iż niższa część Bieszczadów ma już rzeźbę typowo pogórską, to i tak wyróżniają się w niej wyrównane i łagodne wierzchowiny, ponad którymi wznoszą się izolowane, twardzielcowe grzbiety (m.in. Żuków, Jaworniki, Moklik Ostre, Jawor Stożek). Niektóre z grzbietów są wąskie, asymetryczne i mają wklęsłe stoki (Berda, Holica), inne są szerokie i wieloramienne (Jawor, Jaworniki) lub rozczłonkowane na izolowane wzniesienia (Stożek, Ostre). Subsekwentne obniżenia pomiędzy tymi grzbietami są szerokie i rozcięte siecią młodych dolin wciosowych. W obrębie Bieszczadów Wysokich stopień wypreparowania denudacyjnego skał odporniejszych jest podobny, ale im dalej od Sanu, tym lepiej są zachowane elementy starszej rzeźby. Literatura Bąk K., Rubinkiewicz J., Garecka M., Machaniec E., Dziubińska B., 2001, Exoticsbearing layer in the oligocene flysh of the Krosno beds in the Fore-Dukla Zone (Silesian Nappe, Outer Carpathians), Poland, Geologica Carpathica, 52, 3, s Bernatek A., Sobucki M., 2012, Wykształcenie form sufozyjnych na stokach Kińczyka Bukowskiego (Bieszczady Wysokie), Roczniki Bieszczadzkie, 20, s

22 202 Bojkowszczyzna Zachodnia wczoraj, dziś i jutro Czeppe Z., 1960, Zjawiska sufozyjne w glinach zboczowych w górnej części dorzecza Sanu. Z badań czwartorzędu w Polsce, Biuletyn Instytutu Geologicznego, 150, s Dziewański J., Starkel L., 1962, Dolina Sanu między Soliną a Zwierzyniem w czwartorzędzie, Prace Geograficzne IG PAN, 36, Warszawa Dziuban J., 1983, Osuwisko Połoma, Czasopismo Geograficzne, 54, 3, s Gorczyca E., Wrońska-Wałach D., 2008, Transformacja małych zlewni górskich podczas opadowych zdarzeń ekstremalnych (Bieszczady), Landform Analysis, 8, s Haczewski G., 2011, O celowości utworzenia Geoparku w Bieszczadach Wysokich, Problemy Ekologii Krajobrazu, 29, s Haczewski G., Bąk K., Kukulak J., 1998, Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski 1: Arkusz Dźwiniacz Górny, Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. Haczewski G., Bąk K., Kukulak J., Mastella L., Rubinkiewicz J., 2001, Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski 1: Arkusz Ustrzyki Górne, Centralne Archiwum Geologiczne, Warszawa. Haczewski G., Kukulak J., 2004, Early Holocene landslide-dammed lake in the Bieszczady Mountains (Polish East Carpathians) and its evolution, Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica, 38, s Haczewski G., Kukulak J., Bąk K., 2007, Budowa geologiczna i rzeźba Bieszczadzkiego Parku Narodowego, Prace Monograficzne, 468, Wyd. Naukowe Akademii Pedagogicznej w Krakowie, Kraków. Henkiel A., 1980, Rzeźba strukturalna Karpat fliszowych, Annales UMCS, sec. B, 32/33, s Klimaszewski M., Starkel L., 1972, Karpaty Polskie (w:) M. Klimaszewski (red.), Geomorfologia Polski. T. 1. Polska południowa góry i wyżyny, PWN, Warszawa, s Krukar W., 2009, Bieszczady Wysokie. Bieszczadzki Park Narodowy. Mapa turystyczno-nazewnicza 1:40 000, Ruthenus, Krosno. Kucharzyk S., Szary A., 2012, Degradacja i ochrona torfowisk wysokich w Bieszczadzkim Parku Narodowym, Roczniki Bieszczadzkie, 20, s Kukulak J., 2004a, Neoectonics and planation surfaces in the High Bieszczady Mountains (Polish East Carpathians) and its evolution. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica, 38, s Kukulak J., 2004b, Zapis skutków osadnictwa i gospodarki rolnej w osadach rzeki górskiej na przykładzie aluwiów dorzecza górnego Sanu w Bieszczadach Wysokich, Prace Monograficzne, 381, Wyd. Naukowe Akademii Pedagogicznej, Kraków. Kukulak J., 2015, Terasy Wetliny w Bieszczadach (Karpaty Wschodnie) próba porównania ich hipsometrii, budowy i wieku z doliną górnego Sanu, Landform Analysis, 28, s

23 Budowa geologiczna i rzeźba terenu 203 Łajczak A., 2016, Torfowiska morfologia i stosunki wodne (w:) A. Górecki, B. Zemanek (red.), Bieszczadzki Park Narodowy 40 lat ochrony, Wyd. BdPN, Ustrzyki Dolne, s Marek S., Pałczyński A., 1962, Torfowiska wysokie w Bieszczadach Zachodnich, Zeszyty Problemowe Postępów Nauk Rolniczych, 34, s Margielewski W., 1991, Landslide forms on Połoma mountain in the Sine Wiry nature reserve, West Bieszczady, Ochrona Przyrody, 49, s Mleczek T., 2009, Jaskinia Dobosza, Jaskinie, 55, s. 31. Pękala K., 1969, Rumowiska skalne i współczesne procesy morfogenetyczne w Bieszczadach Zachodnich, Annales UMCS, sec. B., 24, s Ralska-Jasiewiczowa M., 1980, Late Glacial and Holocene of the Bieszczady Mts. (Polish Eastern Carpathians), PWN, Warszawa Kraków. Rubinkiewicz J., 2007, Fold-thrust-belt geometry and detailed structural evolution of the Silesian nappe eastern part of the Polish Outer Carpathians (Bieszczady Mts.), Acta Geologica Polonica, 57, s Starkel L., 1965, Rozwój rzeźby polskiej części Karpat Wschodnich (na przykładzie dorzecza górnego Sanu), Prace Geograficzne IG PAN, 50. Ślączka A., 1959, Stratygrafia serii śląskiej łuski Bystrego na południe od Baligrodu, Biuletyn Instytutu Geologicznego, 131, s Ślączka A. 1971, Geologia jednostki dukielskiej, Instytut Geologiczny Prace, 63. Ślączka A., 1980, Objaśnienia do Mapy Geologicznej Polski 1: Arkusz Łupków, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Tokarski A.K., 1975, Geologia i geomorfologia Ustrzyk Górnych (polskie Karpaty Wschodnie), Studia Geologica Polonica, 48.